Батпақтардың гидрологиялың режимі

Жер асты суларының деңгейінің құбылуы. Батпақ-тарда жер асты сулары оның бетіне жақын орналасады. Жер асты суларының деңгейі (айнасы) әдетте батпақ бетінін, формасын түгелдей кайталап отырады деуге бо-лады. Себебі, шымтезек қабатының су ұстап түру қабіле-тінің куштілігі.

Беткейлік батпақтардың жер асты суларының деңгейі-нің жылдық режимінде екі максимум және екі минимум байқалады.

Бірінші көктемгі максимум әдетте көктемгі қар еруіне тікелей сәйкес келеді. Жазда буланудың шұғыл өсуіне байланысты деңгейдің төмендеуі байқалады. Күзде бу-ланудың азаюына және жауын-шашынның көбеюіне бай-ланысты деңгей көтеріледі, ал қыста атмосферадан корек түсу доғарылуына және тіршілік қабатынан сорғудың нашарлауына байланысты тағы да жер асты суларынын, деңгейі төмен түседі.

Жер асты суларының орташа деңгейі 5...40 см шама-сында кұбылады. Жер асты суларының орналасу терең-дігінің азаюы (кемуі) ағаш тектес өсімдіктердін, жиілігі мен биіктігінің кемуінің және бұта тектес өсімдіктерд шөп тектес өсімдіктермен алмасуының арқасында, ят фитомассаның түсімінің нашарлауына байланысты. Ба пақ массивтерінің түрлі микроландшафтарындағы ж«асты суларының деңгейінің құбылуының амплитудас ның мөлшері орта есеппен 0,2...1,0 м.

Батпақтағы жер асты суларының режимінің ерекі лік сипатына, батпақ массивінің әр түрлі нүктелеріндеііі су деңгейінің қүбылуының синхронды кайталаньіп оты-1 руы жатады, дегенмен кұбылу амплитудасы түрлі микро-1 -ландшафта түрліше болады. Құбылудың мұндай сипатта болуы әр түрлі микроландшафтардан булану дәрежесініщ және жоғарғы тірі қабаттағы кұрғақ нәрсенің тығызда-луыныц түрліше болып келуіне байланысты.

Батпақ массивтерінен булану. Батпақ массивтерінеі булануы буландыру бетіне келіп түсетін жылу мөлшері-мен және батпақ қабатынан буландыру бетіне жететіі және атмосфералық жауын-шашын түрінде тусетін ылғал мөлшерімен анықталады.

Жер астьі суларының деңгейлік жағдайына байла-нысты, батпақтардағы булану процесінің 3 кезеңін бөліп қарауға болады.

Бірінші кезең батпак массиві суға толық қанған жағ-дайда болады. Бұл жағдайда булану процесі метеороло-гиялық факторлармен анықталады. Жер асты суларының деңгейі майда куыстардың тек бір бөлігі ғана батпақ бетіне су жеткізуіне байланысты төмендеген жағдайда буланудың екінші квзеқі келеді. 'Ең ақырында, үшінші кезеқде, жер асты суларының деңгейі түтікшелік (капил-ляр) көтерілу зонасынан төмен орналасуына байланыс-ты, батпақ бетіне түтікшелермен ылғал көтерілу доға-рылып, батпақ топырағы біршама тереңдікке қүр-ғайды.

Батпақтардан булану вегетация кезінде (мамыр-қыр-куйек) климаттық белдеулікке және батпақ массивінің түрлі ландшафт алып жатқан ауданына тәуелді.

Шығыс Еуропа жазығы үшін суайрықтарындағы оли-готрофты батпақтардан булану солтүстікте жылына 200 милиметрден оңтүстікте жылына 400 миллиметрге дейін (танга белдеуі) өзгереді. Бүл көрсеткіш Батыс Сібір жа-зығында жылына 290 мм-ден 430 мм-ге дейін. Ойпаңдық (евтрофты) батпақ массивтерінде, ылғалы мол белдеу-дегі булану көрсеткіші олиготрофты батпақтарға қара-ғанда 10...15% жоғары Ылғал жетіспейтін белдеулерде суайрық батпақ мас-взтері тіптен кездеспейді. Ал, өзен аңғарларында, көл-«бандарда, ойпаң ландшафтарда орналаскан батпақ-тардағы булану көрсеткіші тіпті булану мүмкіндігіне те-жесуі мүмкін.

Батпақтардағы температуралық режим. Батпақтар-дан қатуы және еруі. Батпак массивтеріндегі температу-раның құбылуы минералды топырақтарға ұксас, шымте-эек қабатындағы жылу алмасу процесіне сәйкес жүреді. Батпақтардағы температура құбылуынын амлпитудасы иен температураның максимумы мен минимумы топырақ хер қабатымен сәйкес келмейді. Ол бұл ррталардың су-жылу қасиеттеріне байланысты. Жер асты суларының деңгейінен төмен орналасқад^шымтезек қабатының жы-лулық қасиеттері өзгермейді деуге болады.^Жоғары, кұ-былмалы тірі қабатты жер асты суларының тербелуіне және шымтезектің ылғалдығының өзгеруіне байланысты бұл қабаттын, жылусыйымдылығы мен жылу өткізгіштігі бір ландшафтан екінші ландшафтқа өткенде мерзімдік және кеңістікте өзгеріске ұшырап отырады. Үйықтар мен тартпаларда және аса күшті ылғалданған үлескілерде жылу өткізгіштік пен жылу сыйымдылық сфагналық-бұ-талық микроландшафтарға қарағанда әсіресе жазда, көбірек, бірақ та минералды тонырактарға қарағанда азырақ.

Температураның тәуліктік режимі 15...20 см терең-дікке дейін айқын байқалады, жылдық режим 3,0...3,5 м дейін, 35...40 см және 4...5 м тереңдіктерде температура-ның тәуліктік және жылдық құбылуы өшеді.

Мүк батпақтарының бетіндегі жазғы температураның құбылу амлпитудасының максимумы ондаған градусқа жетуі мүмкін, жекелеген ашық түндерде, солтүстік-батыс аудандарда батпақ беттерінде суық ұруы болуы мүмкін.

Батпак массивтерінің катуы темпёратураның орнык-ты (тұрақты) түрде 0°С-тен теріс мәнге өтуінен соң 12...17 күннен кейін басталады. Шымтезек кабатының қатуы 5...10 см тұрақты қар кабатының қалыптасуына дейін ин-тенсивті жүреді.

Батпақ массивтерінің еруі түрлі ландшафтарда әрқилы жүреді.

 

38.Жер асты сулары жөнінде түсінік. Жер асты суларының қалыптасуы және режимі

Жер асты суы – жер қыртысын құрайтын тау жыныстарыныңаралығындағы су.

Ол шөгінді және борпылдақ тау жыныстары бөлшектерінің арасын, ұсақ кеуектерін, магмалық және метаморфтық жыныстардың жарықтары мен жіктерін, гипс, доломит, әктас жыныстарындағы карст қуыстарын толтырып жатады. Жер асты суы қалыптасу жағдайына, тереңдігіне, арын күшінің мөлшеріне қарай қалқыма су, грунт және артезиан сулары болып 3 топқа бөлінеді.

Қалқыма су – кішігірім ойпаттарда, құм-шағылдар арасында жауын-шашын немесе тасыған өзен, көл суларының топыраққа сіңуінен уақытша пайда болған, жер бетіне ең жақын жатқан арынсыз жер асты суы. Оның қорына, химиялық құрамы мен температурасына ауа райының өзгерістері үлкен әсер етеді. Сондықтан су қорын құрайтын негізгі көз жойылғанда, бұл су құрғап қалады. Жауын-шашын мол жылдары, өзен қатты тасығанда, қыста қар қалың жауғанда қайтадан пайда болады.

Жауын-шашын мол жылдары, көктемде қар ерігенде, күзгі көп жауын кезінде бұл судың деңгейі едәуір жоғары көтеріледі, ал құрғақшылық жылдары, қыс пен жаз айларында оның деңгейі төмендеп, тереңдеп кетеді. Грунт суы неғұрлым тайызда жатса, оның көтеріліп-төмендеу мөлшері де соғұрлым көп болады. Тайыз жердегі грунт суының деңгейі бір жыл ішінде 1,5 – 2 метр және одан да көп мөлшерде өзгеріп отыратын болса, тереңдегі сулардың деңгейі тек бірнеше см-ге ғана өзгереді. Су деңгейінің өзгерісіне, жыл маусымдарының ауысуына байланысты бұл сулардың минералдылығы, химиялық құрамы мен температурасы да өзгеріп отырады.

Жер асты суларының қалыптасуы жөнінде негізінен екі теория қалыптасқан: сорғу (инфильтирация) және конденсациялық теориялар.
Сорғу теориясы жер аты суларының қалыптасуын атмосфералық жауын – шашындары мен жер үсті суларының жерге сіңуі (топырақ қабатынан сорғуы) арқылы түсіндіреді, (Беруни...). Ірі жер жарықтары және қуыстарымен сорғыған сулар, су өткізбейтін қабаттарға жиналады да, жер асты суларына бастау береді.
Жер асты суларының сорғу жолымен қоректенуі мерзімдік құбылмалылығымен ерекшеленеді және табиғат жағдайларына тәуелді (жер бедері, өсімдік жамылғысы, адамның қызметі...).
Конденсациялық теория жер асты суларының қалыптасуын су буларының жер жарықтары мен қуыстары арқылы атмосферадан конденсациялану жолымен жинақталатындығымен түсіндіреді.
Бұл екі теория қазіргі кезеңде бір – біріне қарама – қарсы қойылмайды, бірін – бірі өзара толықтырады. Себебі көп жылдар бойы жүргізілген зерттеулер нәтижесінде жер қыртысына сулар сұйық тамшылар түрінде де (көпшілік жағдайда) және су буы түрінде де (айтарлықтай аз) өтетіні дәлелденеді.
Атмосфералық жауын – шашыны көп аудандарда жер бетіне жақын орналасқан (h = 300...400 м) су алмасу жылдам өтетін қабатта жер асты сулары негізінен сорғу жолымен қалыптасады.
Жауын – шашыны аз әрі ылғал көп буланатын аудандарда (шөл – шөлейт) жер асты сулары негізінен су буларының конденсациялануымен қоректенеді.
Жер қыртысының терең қабаттарында орналасқан жер асты суларының су алмасуы өте шабан. Олар өте ертеде теңіз шөгінділерінің тығыздалу кезінде өз бойынан суды қысып, ығыстырып шығару нәтижесінде қалыптасқан. Бұл сулар әдетте, өте тұзды болып келеді.
Сонымен қатар жер асты суларында ювенильді суларды да бөліп қарайды. Бұл сулар жер ядросындағы магмадан бөлініп шыққан су буларының конденсацияға ұшырауы арқылы қалыптасқан. Ювениль суларының жер бетіне тікелей шығуы вулкандардың жұмыс істеу кездерінде күшейеді.
Жер асты сулары жер қыртысында, тау жыныстарында сорғу арқылы немесе сіңу жолымен қозғалады. Сорғу кезінде судың қозғалысы жарықтар мен қуыстардың бір бөлігінің су буы немесе ауамен толтырылуы арқылы жүргізіледі (аэрация белдемі). Сіңу процесі жарықтар мен қуыстар суға түгел толған жағдайда жүреді. Бұл қозғалыстағы судың массасы сіңу ағысын туғызады.
Жер асты суларының қозғалысы қалыптасқан және қалыптаспаған, тегеурінсіз, ламинар және турбулентті болып келеді.

 

Судың әмбебап еріткіш деп аталуы дұрыс. Қазір судан 60-тан астам элемент анықталды. Жер асты суында иондарға диссоцияланған еріген заттар, коллоидтык бөлшектер, газдар, микроорганизмдер болады. Бұл құраушылар жер асты суларына тау жыныстарынан, атмосферадан және жер бетінің суларынан келіп қосылады. Табиғи сулардағы молырақ тараған элементтер: С1, 5, С, Sі, N. О, Н, К, Na, Мg, Са, Ғе, А1, басқа элементтер біраз сирек және әдетте аз мөлшерде кездеседі.

Гидрогеологиялық зерттеулерде жер асты суларының химиялық құрамын анықтаудың мәні зор. Нормативтерді ескеріп, белгілі бір орында зерттелетін жер асты суларына практикалық баға беру (сумен қамтамасыз етуде, құрылыс жүргізгенде, кен орындарын игеруде, жер суаруда, т. б. мақсаттарда) тым алуан түрлі. Жер асты суларының қасиеті ондағы еріген иондар (катиондар мен аниондар) түріндегі тұздардың санды мөлшері және өзара қатынасы бойынша анықталады. Иондар ішіндегі практикалық жағынан мәні зор барлары: катиондар — Н+, К⁺, Мg²⁺, Са²⁺, Ғе²⁺, Мn²+, Fе³⁺, аниондар—ОН^-, С1^-, SO₄^2-, НСО₃^-. Диссоциацияланбаған қосылыстар ішінде ең жиі үшырайтындары SiO₂, Ғе₂О₃, А1₂О₃, газдардан С0₂, СН₄, О, NH₂S, кейде Не, Rn т. б.

Судың жалпы минералдануы оның құрамындағы иондардың, ұшпайтын әр түрлі органикалық заттар мен коллоидтардын, жиынтығы (қосындысы) болып табылады. Судың жалпы минералдануы оны қайнатып буға айналдыру және қайнатудан қалған құрғақ қалдықты (қақты) 110°С температураға дейін кептіру арқылы анықтайды. Оның мөлшерін г/л немесе мг/л арқылы өлшейді. Теориялық жағынан алғанда құрғақ қалдықтың салмағы иондар мен молекулалардың есептелген қосындысына тең болуы тиіс. Жер асты суларындағы құрғақ қалдықтың мөлшері бірнеше ондаған мг/л-ден бірнеше жүздеген г/л-ге жетеді. Жалпы минералдану (минералдылық) жоғарылаған сайын жер асты сулары химиялық құрамының типі өзгереді. Жалпы минералданудың шамасына қарай жер асты сулары тұщы (1 г/л-ге дейін), әлсіз минералданған (1—3 г/л), тұзғылт (3—10 г/л), тұзды (10— 25 г/л), аса тұзды (25—50 г/л) болып ажыратылады.

Бұлардан басқа құрғақ қалдық мөлшері 200 мг/л-ге дейін жететін аса тұщы суларды өз алдына ажыратады. Т±щы сулар көбінесе гидрокарбонатты немесе сульфатты-гидрокарбонатты; әлсіз минералданған сулар гидрокарбонатты-сульфатты; тұзғылт сулар — сульфатты немесе хлоридті-сульфатты; тұзды сулар сульфатты-хлоридті немесе хлоридті; аса тұзды сулар мен тұздықтар көбінесе хлоридті, кейде сульфатты-хлоридті және сульфатты болып келеді. Жер асты суларының сапасына баға бергенде жалпы минералдану негізгі көрсеткіштердің бірінен саналады.

Судың реакциясы. Жер асты суларының химиялық кұрамын дұрыс әсерлі (қуатты) реакциясы деп аталатын мөлшерін (концентрациясын) білу қажет. Сутек иондарының сандыќ мәнін рН аркылы өрнектейді. Сутек иондарының концентрациясы (дәлірек айтқанда олардың әсерлілігінің концентрациясы) оң мәнімен алынған ондық логарифмі ерітіндінің рН-ы болып табылады: рН = lg [H⁺]. Бұл шаманы білу көптеген теориялық және практикалық мәселелерді шешу үшін қажет (жер асты суларының коррозия тудыру қабілеті). Температурасы 22°С таза судағы сутек және гидроксил иондарыныњ (әрқайсысын бөле қарағанда) мөлшері 10^-7, яғни бейтарап реакция беретін сулар үшін рН = 7, рН>7 болғанда су сілтілік реакция береді, рН<7 жағдайда қышқылдық реакция береді. Сулар рН<7 мөлшеріне карай былайша ажыратылады: егер рН<5 болса өте қышқыл, рН = 5—7 болса қышқыл, рН=7 бейтарып, рН>7—9 болса сілтілі, рН>9 болғанда өте сілтілі.

Натриймен байланысты сілтілі жер асты сулары тайызда орналасқанда аридтік аймақтарда мәдени өсімдіктер үшін аса зиянды келетін топырақтың содамен тұздануын тудырады. Сутек иондарының концентрациясын су сынамасы алынған орында анықтайды. Бұл үшін әдетте сутек иондарының шамасына байланысты өздерінін. бояуларын өзгертетін индикаторларды пайдалануға негізделген колориметриялық тәсілді пайдаланады. Сонымен бірге электрометриялық тәсіл де пайдаланылады.

Судың кермектігі. Са²⁺ мен Мg²⁺ иондарының болуымен байланысты келетін ерекше қасиет. Практикалық мақсат үшін пайдалануға баға бергенде жер асты сулары кермектігінің ерекше маңызы бар. Кермек суда сабын нашар көпіреді, бу қазандарының қабырғаларын қақ қаптайды. Сондықтан қазандардың жылу өткізгіштігі төмендейді де, жұмсалатын отын шығыны артады, қақтың қалыңдауы аварияға душар етеді. Кермек суды ыдыста сақтағанда көбіктеніп тұрады. Кермек суда көкөніс, ет, жарма сияқты тағамдар ұзақ уақыт піседі. Кермектіліктің мынадай түрлері болады: карбонатты немесе жалпы кермек суларда Са(НСО₃)₂ және Мg(НСО₃)₂ т±здары болады; бикарбонатты суларда СаSО₄, МgSО₄, СаС1₂, МgС1₂ тұздары ұшырайды; уақытша кермек немесе тазартылатын кермектік суларда кальций мен магнийдің бикарбонаттары (НСО₃-дің тұздары) болады, суды қайнатқанда бұл тұздар баяу еритін карбонаттарға айналып тұнбаға түседі. Жалпы және тазартылған кермек арасындағы айырма тұрақты кермектікке сәйкес келеді. 2874—54 Мемст (ГОСТ 2874—54) бойынша су кермектігі бір литр суға келетін Са++ мен Мд^с++-діњ миллиграмм эквиваленті бойынша өрнектеледі. Кермектіліктін. бір миллиграмм эквиваленті Са⁺⁺-дің 20,04 мг/л-іне және Мg++-дің 12,6 мг/л-нің мөлшеріне сәйкес келеді және 2,8 неміс градусына тең.

Кермектігі жөнінен сулар мынадай топтарға ажыратылады, өте жұмсақ суда 1,5 мг/экв-ке дейін (4,2), жұмсақ суда 1,5—3 мг/экв (4,2—8,4°); қалыпты кермек суда 3—6 мг/экв (8,5—16,2°), кермек суда 6—9 мг/экв (16,8—25,2°), өте кермек суда 9 мг/экв-тен (25,2°-тан астам) Са++ мен Мg⁺⁺ болады.

Табиғи сулардың кермектігі бірнеше миллиграмм-эквиваленттен ондаған, жүздеген миллиграмм-эквивалентке дейінгі өте ауқымды шектерде ауытқып отырады. Бір су көзінің өзінде жылдың әр маусымындағы кермектік түрліше болады. Жалпы кермектігі 3,7 мг/экв болып келетін жер асты сулары ауыз суы ретінде пайдалуға ең қолайлы болып табылады. Қуаң және жартылай қуаң аймақтарда кермектігі 14 мг/экв-ке не одан да жоғары келетін сулар жиі пайдаланылады.

Қағаз, қант былғары өндірістері, бу қазандары үшін кермек сулар жарамсыз. Кермек суларды белгілі бір мақсаттарда пайдалану қажеттігі туған жағдайда олардың кермектігін талап етілетін нормаларға дейін төмендету үшін арнаулы тәсілдермен өңдеуге тура келеді.

Жер асты суларының химиялық құрамын өрнектеудің тэсіл-дері. Суда еріген заттардың құрамын химиялық анализ көрсе-теді. Анализ нәтижелері иондық миллиграмм-эквиваленттік, процент-эквиваленттік формаларда өрнектеледі. Иондық формада суда әрбір ионның саны 1 литр суға келетін миллиграмм немесе грамм (минералдылығы жоғары сулар үшін) арқылы өрнектеледі.

Судағы иондар дәлме-дәл түрде белгілі эквиваленттік сандық қатынастар бойынша өзара әсерлеседі. Сондықтан иондық формадағы анализді миллиграмм-эквиваленттік формаға айналдыру үшін әрбір ионның миллиграмм санын оның эквиваленттік салмағына бөлу қажет. Эквиваленттік салмақ белгілі элементтің (немесе иондық салмақтың) атомдық салмағын оның валенттігіне бөлу арқылы анықталады. Мысалы, натрийдің эквиваленттік салмағы 22,997: 1 =23, кальцийдікі — 40,08: 2 = 20,04, сульфат иондікі — 96: 2=48.

Эквиваленттік салмаққа бөлуді әдетте эквиваленттік салмаққа кері шамаға көбейтумен алмастырады.

Иондар арасындағы қатынастарды біраз көрнекті түрге келтіру және әр түрлі сулардың химиялық анализдерінің нәтижесін салыстыру үшін иондар эквивалентінің санын процент-эквивалент формасында өрнектейді. Бұл формада катиондар мен аниондар қосындысының әрқайсысын 100% деп қабылдайды.

Судың химиялық анализін көрнекі түрде өрнектеу үшін көп-теген формулалар мен графиктік тәсілдер қолданылады. Бұлардың ішіндегі ең қолайлысы М.Г. Курловтың формуласы. Бұл формуладағы бөлшектің алымында аниондардың мөлшері процент-эквивалент түрінде (кеми түсетін қатар бойынша) көрсетіледі. Бөлшектің бөлімі катиондардың мөлшерін көрсетеді. Бұл формулада «М» әрпінен кейін судың литріне келетін грамм түріндегі жалпы минералдану жазылады, бұған еркін күйдегі газдың мөлшері (егер анықталған болса), оған жалғас судыњ 1 литріндегі сирек злементтердің грамы жазылады. Бөлшектік соңында судың температурасы көрсетіледі. Мөлшері 10%-тен аз иондар бұл формулада көрсетілмейді. Мысалы:

 

Br_0.002 H₂S_0.01 M_2.5 HCO₈₄³S₁₂⁴

T₉⁰

Ca₇₃Mg₁₉

 

Келтірілген формулада анализ жасалған су газдық құрамы жөнінен күкіртсутекті, бромды; құрғақ қалдық мөлшері 1,5 г/л, температурасы 9°С, минералданудыњ типі жөнінен гидрокарбонатты, кальцийлі болып бөлінеді (сульфат ионы магнийдің мөлшері 25%-тен төмен болғандықтан, судың типін анықтағанда есепке алынбайды).

Графиктік жағынан алғанда жер асты суларының химиялық кұрамы үшбұрыш, квадрат, дөңгелек түрлерінде бейнеленеді. Графиктік тәсіл тиісті нұсқауларда толық қарастырылады. Жер асты суларының, бұлардың ішінде грунт суларының химиялық құрамы уақыт ішінде өзгеріп отырады. Анықтаудыњ нәтижелері гидрохимиялық карталар, қималар, графиктер түрінде көрсетіледі. Олар судың жалпы минералдануын жеке иондардың мөлшерін, судың типтерін сипаттайды.